авторефераты диссертаций БЕСПЛАТНАЯ БИБЛИОТЕКА РОССИИ

КОНФЕРЕНЦИИ, КНИГИ, ПОСОБИЯ, НАУЧНЫЕ ИЗДАНИЯ

<< ГЛАВНАЯ
АГРОИНЖЕНЕРИЯ
АСТРОНОМИЯ
БЕЗОПАСНОСТЬ
БИОЛОГИЯ
ЗЕМЛЯ
ИНФОРМАТИКА
ИСКУССТВОВЕДЕНИЕ
ИСТОРИЯ
КУЛЬТУРОЛОГИЯ
МАШИНОСТРОЕНИЕ
МЕДИЦИНА
МЕТАЛЛУРГИЯ
МЕХАНИКА
ПЕДАГОГИКА
ПОЛИТИКА
ПРИБОРОСТРОЕНИЕ
ПРОДОВОЛЬСТВИЕ
ПСИХОЛОГИЯ
РАДИОТЕХНИКА
СЕЛЬСКОЕ ХОЗЯЙСТВО
СОЦИОЛОГИЯ
СТРОИТЕЛЬСТВО
ТЕХНИЧЕСКИЕ НАУКИ
ТРАНСПОРТ
ФАРМАЦЕВТИКА
ФИЗИКА
ФИЗИОЛОГИЯ
ФИЛОЛОГИЯ
ФИЛОСОФИЯ
ХИМИЯ
ЭКОНОМИКА
ЭЛЕКТРОТЕХНИКА
ЭНЕРГЕТИКА
ЮРИСПРУДЕНЦИЯ
ЯЗЫКОЗНАНИЕ
РАЗНОЕ
КОНТАКТЫ


Pages:     | 1 |   ...   | 3 | 4 || 6 |

«ПАЛЕОМАГНЕТИЗМ И МАГНЕТИЗМ ГОРНЫХ ПОРОД Материалы международного семинара по проблемам палеомагнетизма и магнетизма горных пород 20 – 24 ...»

-- [ Страница 5 ] --

NRM до чистки измерена в трёх ортогональных положениях вращения образца. Величины NRM в основном низкие, за исключением слоя песчаника на глубине 10–12 м от кровли разреза, обогащенного ракушечником и ниж ней части разреза на глубине 111–115 м. Таким образом, можно сказать, что NRM, за исключением двух упомянутых горизонтов, однородна по величине.

Величина K также демонстрирует низкие значения. Концентрация частиц носителей естественной остаточной намагниченности изменяется вдоль раз реза ~4,3 раза.

Для изучения состава магнитных минералов-носителей намагниченности были выполнены три вида термомагнитного анализа:

1) на термомагнитометре Ю. Виноградова по остаточной намагниченно сти IRM, созданной в поле 0,4 Тл на образцах глин объемом 1 см3 с достаточ но высокими начальными значениями NRM из части разреза, соответствую щей низам нижнего мэотиса (№ 1 (H = 115,5 м), № 3 (H = 111,5 м)), что дела ло возможным проведение термомагнитного анализа. Термомагнитный ана лиз показал, что кривые IRM(T) первого нагрева образцов имеют характер ный выпуклый вид с точкой перегиба в районе ~300°C. IRM полностью раз рушается при температуре ~420°C. Кривая второго нагрева проходит намно го выше кривой первого нагрева и имеет небольшой перегиб около 385°C.

Намагниченность полностью разрушается при температуре Кюри магнетита ~580°C. Таким образом, основным носителем намагниченности в низах ниж него мэотиса может быть сульфид железа. Рост намагниченности после про грева объясняется образованием новых магнитных зерен магнетита из немаг нитных соединений, а небольшой перегиб в районе 385°C – образованием маггемита в процессе остывания магнетита на воздухе;

2) на вибромагнитометре Ю. Виноградова по намагниченности насыще ния Ms в поле ~ 1,5 Тл на 11 образцах объёмом 1 см3 с различных стратигра фических уровней. Термомагнитный анализ показал, что кривые Ms(T) пер вого нагрева образцов имеют характерный пик в интервале температур 350– 580°C и точкой перегиба в районе ~580°C (Рис. 4б). В указанном интервале намагниченность образца резко возрастала. Кривая второго нагрева проходит намного выше кривой первого нагрева, и намагниченность полностью раз рушается при температуре Кюри магнетита ~580°C или частично окисленно го магнетита ~620°C. Некоторые из кривых второго нагрева имели неболь шой перегиб около 300°C. На основе проведённого термомагнитного анализа можно сделать вывод, что основным носителем намагниченности в пилотных образцах может быть катион-дефицитный сульфид железа, возможно пирро тин. Рост намагниченности после прогрева объясняется интенсивным образо ванием ферримагнетика из немагнитных соединений, а небольшой перегиб в районе 300°C – образованием маггемита на воздухе;

3) На каппаметре Multi-Function Kappabridge (AGICO, Чехия) был прове ден термомагнитный анализ K(T) на 7 порошкообразных пробах осадков мас сой ~ 0,4 г. с различных стратиграфических уровней разреза Попов Камень.

Проведенный термомагнитный анализ по характерному резкому пику на кри вых K(T) подтвердил, вывод двух вышеописанных исследований, что основ ным носителем намагниченности является сульфид железа, например, пирро тин.

В настоящей работе использована температурная чистка коллекции об разцов по два дубля с уровня. Для выделения первичной компоненты намаг ниченности на всех 120 образцах были сняты кривые размагничивания от NRM, 50°C до 300–350°C с шагом 25°С. На части образцов величина NRM после воздействия температурой 200°С упала в ~10 раз. На диаграммах Зий дервельда видно, что температурой ~100°С снималась вязкая компонента на магниченности. Помимо вязкой компоненты, на диаграммах Зийдервельда выделялась одна компонента, направление которой принималось за характе ристическое. Поскольку основным носителем естественной остаточной на магниченности является сульфид железа, то во многих образцах при нагревах в районе 300°С начинался резкий рост намагниченности со случайным на правлением вектора из-за образования ферромагнетика из немагнитных ми нералов и случайного подмагничивания в лабораторном поле, что делало дальнейшую температурную чистку бессмысленной.

Рис. 1. (а) – литологическая колонка разреза Попов Камень;

(б) и (в) – кривые зависимости средних значений склонения D и наклонения I (соответственно) от мощности разреза после температурной чистки и применения компонентного анализа. Предположительно: 1 – прямая полярность, 2 – обратная полярность.

Для определения истинности направлений NRM была изучена анизотро пия магнитной восприимчивости (AMS). Измерения магнитной восприимчи вости K образцов на каппаметре Multi-Function Kappabridge (AGICO, Чехия) в 15 положениях для оценки AMS показали, что максимальная и средняя оси тензора магнитной восприимчивости лежат в плоскости напластования, ми нимальная – перпендикулярна к плоскости напластования: K3K1, K3K2, где K1 и K2 – x или y компоненты анизотропии в плоскости площадки (х – на правление северного конца магнитной стрелки компаса), и K3 – нормальная (z) компонента. Образцы пород обладали плоскостной анизотропией, харак терной для осадочных слоев. Таким образом, можно принять, что в разрезе Попов Камень сохранены осадочные слои и имеет место неизменность оса дочной текстуры.

Величины склонения D и наклонения I намагниченности, полученные по сле температурной чистки, удовлетворительно согласуются на двух дублях с уровня, что позволяет усреднить и построить кривые зависимости I и D от мощности разреза. Образцы характеризуются в основном положительными значениями наклонения I, что предполагает осторожное отношение к интер претации знака полярности. Однако если обратиться к склонению D, можно попытаться дать полученным результатам содержательное объяснение.

Большая нижняя часть разреза Попов Камень (пачки 4–15) характеризуется преимущественно обратной полярностью, а верхняя (пачки 16–25) – пре имущественно прямой полярностью. Граница между этими блоками разреза проходит внутри пачки 16, в нижней её части. Внутри преимущественно об ратно намагниченной толщи можно выделить два горизонта прямо намагни ченных пород (пачки 2–3 и верхняя часть пачки 12).

Как упоминалось выше, разрез Попов Камень разбивается по своим па леомагнитным характеристикам на два крупных блока. Нижний блок харак теризуется преимущественно обратной полярностью, а верхний – прямой.

Граница между ними проходит в низах пачки 16. По своим литологическим и палеонтологическим характеристикам разрез также делится на две части.

Нижняя часть Mt1 (пачки 1–15) – относительно глубоководная и характеризу ется наличием морской фауны. Верхняя часть Mt2 (пачки 17–25) – более мел ководная и опресненная. Пачку 16 можно рассматривать, как переходный слой. Он не содержит остатков фауны, но литологически представлен более мелководными отложениями – плохо слоистыми, плохо сортированными, сильно песчанистыми, бурыми алевролитами. Таким образом, граница ниж него и верхнего мэотиса практически совпадает с палеомагнитной границей между зонами обратной и прямой полярности.

Подобная характеристика мэотиса не противоречит полученным ранее данным. Так, в разрезе Трестия (Румыния) низы мэотиса намагничены обрат но, верхи же сложены прямонамагниченными породами [3]. Такой же резуль тат был получен М.А. Певзнером на разрезах Железный Рог и Попов Камень [2]. Аналогичную характеристику имеют и субконтинентальные аналоги мэо тиса в Закавказье – нацхорская и ширакская свиты [4]. Здесь не только уста новлены обратная и прямая полярности в низах и верхах мэотиса, соответст венно, но и выделены эпизоды прямой полярности в обратнонамагниченной части разреза и обратной полярности в прямо намагниченных верхах мэоти са. С этой точки зрения интересен намечающийся в верхней части разреза Попов Камень горизонт обратной полярности. Если это не артефакт, то в раз резе Попов Камень верхняя часть мэотиса срезана четвертичной террасой, и разрез верхнего мэотиса не полон. В то же время, если с доверием отнестись к выделенным в обратно намагниченной толще нижнего мэотиса эпизодам прямой полярности, то получается, что в разрезе Попов Камень мы имеем максимально полный нижний мэотис. Нижний мэотис занимает в магнито хронологической шкале интервал хронов C3Ar, C3Bn и C3Br. Внутри этого, преимущественно обратно намагниченного интервала (C3Ar – C3Br) выде ляются горизонты прямой полярности [5], как и в описываемом разрезе Попов Камень. Если полученная палеомагнитная характеристика разреза Попов Ка мень действительно отражает историю геомагнитного поля мэотического времени, то это позволяет разрешить до сих пор дискуссионный вопрос о временном положении Керчь-Таманских мшанковых биогерм. Из получен ных результатов следует, что они располагаются на границе сарматского и мэотического ярусов.

Работа выполнена при финансовой поддержке авторов грантом РФФИ N 07-05-00795.

1. Андрусов Н.И. К вопросу о классификации южнорусских неогеновых пластов. Избранные труды. Изд. АНСССР. М. 1963. Т. II, С.35-48.

2. Певзнер М.А., Чиковани В.А. Палеомагнитные исследования верхнемиоценовых и нижнепле оценовых морских отложений Таманского полуострова // Известия Академии Наук СССР.

1978. Сер. Геологическая. № 8, С. 61-66.

3. Trubikhin V. M. Paleomagnetic data for the Pontian // Chronostratigraphie and Neostratotypen. Bd VII. Pontien. Jazu&Sanu, 1989, P.76-79.

4. Гурарий Г.З. Возраст нацхорской и ширакской свит Центральной и Восточной Грузии и про блема границы миоцена и плиоцена (палеомагнетизм и стратиграфия) // Стратиграфия. Гео логическая корреляция. 1995. Т. 3, № 2, С.62-72.

5. Berggren W.A., Kent D. V., Swisher III C.C., Aubry M.-P. A revised cenozoic geochronology and chronostratigraphy // Geochronology Time Scales and Global Stratigraphic Correlation.1995. N54.

212 р.

ДИАГНОСТИКА ПРОИСХОЖДЕНИЯ МАГНИТНЫХ МИКРОСФЕР В.А. Цельмович1 (borok1@mail.ru), О.А. Корчагин2, А.Н. Некрасов3 (alex@iem.ac.ru), С.В. Старченко4 (sstarchenko@mail.ru) ГО «Борок» ИФЗ РАН, пос. Борок, Ярославская обл.;

ГИН РАН, Москва;

ИЭМ РАН, Черноголовка, Московская обл.;

ИЗМИРАН, Троицк, Московская обл.

Металлические частицы и микросферы (сферулы) часто встречаются в метеоритных кратерах и рядом с ними [1–5], в современных и в ископаемых осадках [7, 8], в других местах. Они интересны тем, что имеют характерную форму, а иногда можно видеть их внутренне строение, имеют специфический химический состав и находятся в парагенетической связи с самородными ме таллами и интерметаллическими соединениями, что позволяет использовать их в качестве индикаторов процессов самородного минералообразования и окислительно-восстановительных условий генезиса пород [9]. «Космические»

шарики довольно часто обнаруживают в так называемой метеорной космиче ской пыли. Считают, что эти частицы образуются в процессе абляции метео ритов при их прохождении через слои атмосферы путем непрерывного сду вания с поверхности метеорных тел плавящегося вещества и разбрызгивании его в атмосфере в виде мельчайших капелек. Второй механизм их образова ния - конденсация газа или затвердевание расплава в процессе испарения ме теоритного вещества при ударе метеорита о Землю. Третий возможный меха низм - поглощение атмосферных аэрозолей жидкими средами, например, морской водой, с последующей их агломерацией [10].

В последние десятилетия, благодаря появлению совершенных электрон ных микрозондов, были достигнуты большие успехи в изучении веществен ного состава микросфер. Но главная проблема – определение их происхож дения - в настоящее время остается до конца не решенной. Проблема заклю чается в том, что в большинстве случаев сферулы обнаруживаются в продук тах обогащения проб вне связи с коренным источником или вмещающей сре дой (если это протолочки). Многочисленные находки, сделанные в различ ных местах, привели к появлению разных взглядов по этому вопросу. Микро сферы и сферулы рассматриваются как космические, техногенные или при родные (земные) образования. Среди последних выделяют магматические и гидротермальные. Однако однозначных критериев для диагностики проис хождения сферул до сих пор не выработано. Особые споры вызывают сферу лы, образование которых связывают с взрывными кольцевыми структурами.

Иногда их относят их к продуктам импактного метаморфизма, или связывают с земным вулканизмом [9]. Отдельно изучаются магнетитовые микросферы, как обязательная компонента космической пыли или микрометеоритов [3].

Показано [9], что микросферы (сферулы) приурочены к слоям пирокластиче ских и вулканогенно-осадочных, а источником их образования являются экс плозивные выбросы вулканов [9]. Однако в этом случае речь идет о сравни тельно крупных образованиях (1-2 мм). Отмечено, что изученные сферулы [9] имеют магматическое происхождение и являются рудными образованиями.

Микросферы могут образовываться и при антропогенных процессах [10].

По мнению авторов, накопление данных по совместному нахождению мик росфер и магнитных частиц с другими минералами, по изучению их тонкого и сверхтонкого химического строения, может дать ответ на вопрос о том, ка кие процессы, химические или космические, техногенные или иные приводят к их появлению. Тогда появится возможность решать обратную задачу: ис пользовать микросферы и другие магнитные микрочастицы для стратиграфи ческих и микростратиграфических целей. В этом случае импакты могут быть использованы как стратиграфические реперы.

Разработанная методика позволяет проводить диагностику очень неболь ших объемов вещества (0,1–1 см3). Работы, проведенные на современных приборах (Tescan Vega II с волновым и энергодисперсионным спектрометра ми) показали, что физических возможностей метода электронно-зондового микроанализа часто не хватает для идентификации наночастиц. Появившиеся в последнее время приборы с дифракцией обратно-рассеянных электронов, более эффективные энергодисперсионные спектрометры позволяют перейти с микроуровня на наноуровень и ответить на вопросы, возникшие при изуче нии микросфер на микроуровне.

Изучены морфология и состав магнитных частиц из современных осадо осадоч ных пород озер Плещеево и озера Б.Ложка [7, 8]. Показано, что значительная.

их часть представлена микросферами из магнетита. Они имеют размер от 0 0, для 50 мкм.

Рис. 1. Космические шарики девонского возраста (Днестровская серия, низ Устечковской арики свиты) в окружении частиц самородного железа и никеля никеля.

Мы полагаем, что микросферы космического происхождения из верхних слоев (сформировавшихся в течение последних 100 лет, датировку коротког короткого керна определяли с помощью прямых измерений темпов седиментации) осадков озера Плещеево, скорее всего, являются фоновыми, так как никаких импактных событий в это время не наблюдалось влияние Тунгусского фен наблюдалось;

фено мена не изучалось). Тем не менее, количество извлеченных микросфер с извлеченных со поставимо с количеством терригенного магнетита, попавшего в осадки в то же время. Часто микросферы имеют характерную микроструктуру, которые различные исследователи называют «такырной», «таблитчатой», «дендро «дендрои дальной» (Рис. 1, Рис. 2), подробная морфологическая классификация дана в, работе [3]. Такая структура образуется, вероятно, в процессе поверхностных [.

изменений магнетитовых микросфер, связанных с их однофазным окислен окислени ем и проявляется, как было нами установлено, на микросферах с д диаметром более 1 мкм. Если мы обнаруживаем космические шарики совместно с м ме таллическим железом, никелем и другими минералами, характерными для метеоритов, то можно говорить об их космическом происхождении, о нал нали чии процесса накопления космической пыли и микрометеоритов.

Рис. 2. Космические шарики девонского возраста из Юго Западного Приморья (Дальний Юго-Западного Восток).

Такие совместные обнаружения были сделаны на образцах с повышенной (относительно рядом расположенных слоев) намагниченностью в озере Б.Ложка, в образцах девонского возраста, в образцах с границы мел образцах мел-палеоген [1, 2], из кратера Чиксулуб. Эти слои в осадках вызывают особый интерес у, исследователей, поскольку в них могла записаться такая информация о дре древ нем геомагнитном поле, которая необходима для решения проблем опред решения опреде ления древнего состояния геодинамо [11,, 12]. Такая палеомагнитная запись.

может приближаться по качеству и даже существенно превосходить качество записи с использованием лавовых потоков, т.к. процесс охлаждения космич космиче ского вещества микросфер идет несравненно быстрее, чем охлаждени ог микросфер охлаждение ромных лавовых массивов. Вместе с тем, подобные преимущества малого размера микросфер оборачиваются недостатками при их палеомагнитном анализе. Однако дальнейшее развитие предлагаемых нами методов микр микро зондирования должны помочь и в решении круга задач по проведению п рования па леомагнитного анализа с использованием микроскопических объемов вещ веще ства. Аномальные по намагниченности слои были обнаружены в совреме современ ных осадках оз. Б.Ложка и в образцах девонского возраста. М Микрозондовое изучение этих слоев показало, что в них содержится высокое количество чачас тиц типично космического происхождения, содержащих чистый никель и сплав никеля с железом. Наиболее интересны совместные находки тугопла тугоплав ких шпинелей (прежде всего – никелистых шпинелей), которые могли во листых воз никнуть при абляции [3]. На Рис. 3 показана частица никелистой шпинели из.

кратера Чиксулуб.

Рис. 3. Никелистая шпинель из кратера Чиксулуб.

В результате микрозондовых исследований магнитных частиц и микр микро сфер из различных горизонтов озера Б.Ложка во всех изученных слоях были различных обнаружены фоновые магнетитовые космические шарики [7 Их количество 7].

варьировало от слоя к слою. Однако в верхней части колонки (слои 1–12) бы ли найдены магнитные шарики с иной морфологией и состав - железистые составом алюмосиликатные шарики с выделениями магнетита (Рис. 4 Эти шарики Рис. 4).

могли возникнуть в результате работы существовавшего на берегу озера м ме таллургического производства - деятельностью жителей поселения горност горноста левского этапа потчевашской культуры. Таким образом, в осадке был найден культуры.

горизонт, маркированный железистыми алюмосиликатными шариками со структурами распада плагиоклазов и пироксенов с нано – и микроразмерн микроразмерны ми выделениями магнетита, характеризующий время начала работы древнего металлургического производства. Этот вывод важен для археологических р металлургического ре конструкций.

а) а) в) г) Рис. 4 а, б (б - фрагмент а),в, г – структуры распада пироксенов с тонкими выделениями,в магнетита в металлургических шариках из озера Б.Ложка. Слой 3.

Отмеченные особенности космических шариков (микросфер) заключаю Отмеченные заключают ся в следующем:

1. Они имеют практически идеальную сферическую форму и характерную микроструктуру. Некоторые шарики имеют полость внутри [8].

2. Микросферы обнаруживаются совместно с космическими минерминералами и самородным железом. Наиболее распространенный индикатор наличия космического вещества - сплав никеля с железом. Идеальным индикатором импактного события может быть совместное обнаружение никелистой шпинели. Космические микросферы обычно не содержат титан.

3. Тонкие структуры выделения магнетита из алюмо-силикатного стекла мо гут свидетельствовать об антропогенном происхождении микросфер. Воз можно, их источником было древнее металлургическое производство.

4. С развитием нанотехнологий микросферы могут дать и палеомагнитную информацию.

Работа выполнена при поддержке РФФИ, проект № 10-05-00117а 1. Grachev A.F.., Korchagin O.A., Kollmann H.A.,.Pechersky D.M, Tselmovich V.A. A New Look at the Nature of the Transitional Layer at the K/T Boundary near Gams, Eastern Alps, Austria, and the Problem of the Mass Extinction of the Biota. Published in Russian Journal of Earth Sciences, 2005, Vol. 7, No 6, P. 1- 2. Grachev A.F. (Ed.) The K/T boundary of Gams (Eastern Alps, Austria) and the nature of terminal Cretaceous mass extinction. (2009). Abhandlungen der geologischen Bundesanstalt. Bd.63. 199 p.

3. Грачев А.Ф., Корчагин О.А., Цельмович В.А., Коллманн Х.А. Космическая пыль и микроме теориты в переходном слое глин на границе мела и палеогена в разрезе Гамс (Восточные Альпы): морфология и химический состав //Физика Земли.2008.№7.С. 42- 4. Dredge Ian, Parnell John, Lindgren Paula et al. Elevated flux of cosmic spherules (micromete orites) in Ordovician rocks of the Durness Group, NW Scotland // Scottish Journal of Geology 2010;

v. 46;

p. 7-16. doi: 10.1144/0036-9276/01- 5. Korchagin O.A., Dubinina S.V., Tsel’movich V.A., Pospelov I.I. «Possible Impact Event in the Late Cambrian» // Global Geology (International-China). Acta Palaentologica Sinica, 46 (Suppl.). 227 231 (June, 2007).

6. Цельмович В.А., Бретштейн Ю.С. О возможном импактном событии, записанном в вулка нических породах Южно-Синегорской Дивы.//Материалы II Всероссийской молодежной на учной конференции "Минералы: строение, свойства, методы исследования". 23-26 марта 2010 г.Екатеринбург-Миасс: УрО РАН, 2010. С.354-356.

7. Цельмович В.А., Казанский А.Ю. Магнитные частицы космического и антропогенного про исхождения из осадков озера Б.Ложка (Новосибирская область). / Электронный научно информационный журнал «Вестник Отделения наук о Земле РАН» №1(27)2009 ISSN 1819 – 6586. URL: http://www.scgis.ru/russian/cp1251/h_dgggms/1-2009/informbul-1_2009/planet 32.pdf 8. Цельмович В.А., Романовский А.В. Космические магнитные минералы в осадках озера Пле щеево // Восьмая международная конференция "Физико-химические и петрофизические ис следования в науках о Земле". Материалы семинара. Москва, 9-11 октября 2007 г.Москва, 2007. С.141-143.

9. Сандимирова Е.И. Микросферулы как индикаторы флюидных (флюидно-магматических) процессов областей современного вулканизма // Материалы IV Всероссийского симпозиума по вулканологии и палеовулканологии. 22-27 сентября 2009 года Россия, Камчатский край, г.

Петропавловск-КамчатскийТом 1, 2. Петропавловск-Камчатский. 2009.

http://kcs.dvo.ru/ivs/conferences/simposium_4/abstr/abs6-35.pdf.

10. Цельмович В.А., Трухина М.В., Бобылева О.Н., Провоторов М.В. Генезис железосодержащих частиц космического происхождения. Полученные факты и их анализ.//Материалы II Все российской молодежной научной конференции "Минералы: строение, свойства, методы ис следования". 23-26 марта 2010 г.Екатеринбург-Миасс: УрО РАН, 2010. С.357-359.

11. Старченко С.В., Ботвиновский В.В. Азимутальные токи и палеомагнитные уровни // Физика Земли. 2003. № 5. С. 85-93.

12. Pushkarev Y.D., Starchenko S.V. Solid core as relic of protocore // Geochimica et Cosmochimica Acta. 2010 V.74, Issue 12, Suppl.1, P.A835.

ГЕОФИЗИЧЕСКАЯ ТЕРМИНОЛОГИЯ В 3-ЕМ ИЗДАНИИ «ГЕОЛОГИЧЕСКОГО СЛОВАРЯ»

В.С. Цирель, Е.В. Лавникова ФГУНПП «Геологоразведка» (geolraz@geolraz.com), Санкт-Петербург История российского «Геологического словаря», инициатором и титуло держателем которого является Всероссийский геологический институт (ВСЕГЕИ), насчитывает более полувека. Первое издание было выпущено в 1955 г. (отв. ред. Т.Н. Спижарский);

дополнительный тираж был осуществлен в 1960 г. Редактором-составителем раздела «Геофизика» был основополож ник отечественной и мировой аэромагниторазведки проф. А.А. Логачев. Вто рое издание, исправленное и дополненное, вышло в свет через 18 лет после первого – в 1973 г. (отв. ред. К.Н. Паффенгольц);

также спустя 5 лет был вы пущен дополнительный (стереотипный) тираж. Редактором-составителем раздела «Геофизика» второго издания Словаря была Н.Б. Дортман, глава оте чественной школы петрофизики, тогда еще нового направления геофизиче ской науки. Что касается 3-его издания, то его выпуск ожидается в следую щем 2011 г.;

таким образом, работа по подготовке этого издания, растянув шаяся, вопреки ранним более оптимистическим прогнозам [1] на целое деся тилетие, близка, наконец, к завершению [2]. Краткая сравнительная характе ристика трех изданий «Геологического словаря» представлена в Табл. 1. По общему количеству терминов 3-е издание в три с лишним раза превосходит первую «Российскую геологическую энциклопедию», также издаваемую в 2011 г. [3].

Таблица 1. Сопоставление трех изданий «Геологического словаря».

Характеристики 1-ое издание 2-ое издание 3-е издание Год издания 1955 1973 Количество томов 2 2 Общее количество терминов Более 11 тысяч 21 тысяча Более 26 тысяч Объем раздела «Геофизика» Менее 9 печат- 12,2 печатного 20,3 печатного ных листов листа листа Первый (начальный) этап работы над 3-им изданием состоял в подготовке «Методических указаний…» [4], содержавших предложения по системе орга низации работ, перечень требований к подбору и описанию терминов, а так же дополнительные сведения. Однако, уже следующий этап работы над Сло варем – составление Словников, в частности по разделу «Геофизика» [5], по казал, что основное требование «Методических указаний…», а именно:

«Словарь должен содержать все термины, необходимые в практической и на учной работе геологов, не всегда имеющих под рукой нужных специальных справочников и словарей. В общем случае в словники включаются все тер мины, встречающиеся в геологической литературе» не может быть реализо вано. Включение всех терминов, используемых в геофизической науке и практике, приводит к недопустимому росту объема текста. Такие «всеобъем лющие» словари можно создавать только по отдельным направлениям геоло гической науки, но не по комплексу всех наук, объединяемых термином гео логия. Таковым, в частности, является последний по времени издания сло варь по геофизике [6]. Задачу, стоявшую перед составителями геофизического раздела 3-го издания «Геологического словаря», можно определить так:

сформировать массив основных терминов, используемых современной гео физикой, и дать каждому термину, входящему в этот массив, исчерпывающее определение, соответствующее господствующим представлениям сегодняш него дня.

В состав подготовленного 3-го издания «Геологического словаря» входят описания по 30 разделам геологической науки, среди них геофизическая тер минология занимает по общему объему описаний и по количеству терминов 5-ое место, уступая лишь разделам «Минералогия», «Литология», «Тектони ка» и «Петрология». Первый том (от буквы А до буквы Й) уже передан в из дательство;

второй и третий тома будут переданы в этом году. Главный ре дактор 3-его издания Генеральный директор ФГУП «ВСЕГЕИ» Олег Влади мирович Петров.

При подготовке сначала Словников, а затем и текстов описаний большой проблемой являлось разделение «Геофизики» на подразделы, не менее важ ным был выбор ответственных редакторов-составителей каждого подраздела.

Итоги проделанной работы представлены в виде Табл. 2, в которой указаны – в порядке убывания количество терминов – все подразделы, формирующие раздел «Геофизика», и названы редакторы-составители этих подразделов.

Визуальное представление о составе раздела «Геофизика» дает Рис. 1. Заме тим, что ни в названиях подразделов, ни в самих текстах описаний нет жар гонных наименований типа «магнитка», «гравика» и т. п. На сегодняшний день нормативными остаются термины «магниторазведка», «гравиразведка», «гравиметрия» и др.

Таблица 2. Итоги работы по составлению раздела «Геофизика».

№№ Принятая Кол-во Редакторы Название подраздела п/п аббревиатура терминов составители 1. Физика Земли ФЗ 508 А.О. Глико, О.О. Эртелева 2. Сейсморазведка СР 240 Н.А. Караев, Г.Я. Рабинович 3. Ядерная геофизика ЯГ 116 Д.А. Амосов, И.М. Хайкович 4. Петрофизика ПФ 102 А.С. Егоров, С.М. Фивег 5. Геомагнетизм и магни- МР 101 В.С. Цирель, торазведка В.А. Шапиро 6. Геоэлектрика и электро- ЭР 82 К.В. Титов, разведка М.Н. Унгерман 7. Вычислительная геофи- ВГ 67 Д.С. Зеленецкий, К.А.

зика Коронкевич 8. Гравиметрия и грави- Гр 60 В.М. Гордин, разведка С.А. Тихоцкий 9. Геотермия и геотерми- ГТ 49 А.О. Глико, ческие методы разведки О.И. Парфенюк 10. Палеомагнетизм ПМ 43 А.Н. Храмов 11. Каротаж КЖ 36 А.К. Сараев 12. Промысловая геофизика Пр 29 А.А. Молчанов 13. Геоэлектрохимия ГЭ 22 Н.А. Ворошилов, О.Ф.

Путиков 14. Подземная геофизика По 19 А.Н. Шувал-Сергеев 15. Комплексирование ме- КМ 14 М.Н. Столпнер тодов 16. Экологическая геофизи- ЭГ 6 И.М. Хайкович ка Общее количество терминов Рис. 1. Подразделы, входящие в состав раздела «Геофизика»: 1 Физика Земли;

2 Сейсмораз ведка;

3 Ядерная геофизика;

4 – Петрофизика;

5 Геомагнетизм и магниторазведка;

6 Гео электрика и электроразведка;

7 Вычислительная геофизика;

8 Гравиметрия и гравиразведка;

9 Геотермия и геотермические методы разведки;

10 – Палеомагнетизм;

11 Каротаж;

Промысловая геофизика;

13 – Геоэлектрохимия;

14 Подземная геофизика;

15 Комплексиро вание методов;

16 Экологическая геофизика.

Между вторым и третьим изданиями «Геологического словаря» прошло 38 лет. За это время в геофизике произошли серьезные изменения, привед шие, в частности, к расширению терминологической базы и к переосмысле нию ряда понятий;

все это так или иначе нашло свое отражение в издаваемом «Словаре». В числе авторов описаний основных терминов 53 человека, среди которых 2 академика РАН, еще 30 – доктора наук. Общее количество участ ников, работавших над созданием раздела «Геофизика» составляет 99 чело век.

По процессу подготовки каждого из подразделов можно дать достаточно точную оценку современного состояния отдельных направлений отечествен ной геофизики, что является дополнительным результатом работы над «Сло варем». Подраздел «Физика Земли» составляет треть всего набора терминов.

Это направление успешно развивается в Институте физики Земли РАН. В ор ганизации подготовки материалов большую роль сыграли директор ИФЗ ака демик А.О. Глико и О.О. Эртелева. Среди направлений разведочной геофи зики наибольшее по числу терминов – сейсморазведка;

она успешно развива ется в Санкт-Петербурге, Москве, Новосибирске. Наряду с редакторами Н.А.

Караевым и Г.Я. Рабиновичем хочется отметить также проф. СПб госунивер ситета Т.Б. Яновскую. Лидером в области ядерной геофизики остается ФГУНПП «Геологоразведка». Нельзя признать удовлетворительным положе ние в области петрофизики;

лидером этого очень важного направления мно гие годы была Н.Б. Дортман (зав. отделом ВСЕГЕИ);

после ее смерти не ока залось достойных продолжателей ни во ВСЕГЕИ, ни в других петербургских, а также московских организациях;

подготовка этого подраздела вызывала серьезные трудности.

Что касается подраздела «Геомагнетизм и магниторазведка», то прихо дится с грустью констатировать, что отечественная геофизика утратила пере довые позиции и в области аэромагнитометрии (являясь некогда родоначаль ником этого направления), и в области магнитной картографии, и в области магнитной съемки в космосе (где мы тоже были в числе пионеров) [7]. Более благоприятно обстоят дела в электроразведке, во многом за счет усилий на ших коллег из новосибирского института СНИИГГиМС, а также различных малых предприятий. Вычислительная геофизика остается одним из наиболее активно развивающихся направлений. В подготовке этого подраздела возни кали серьезные проблемы, связанные с отсутствием единого мнения по мно гим вопросам, но они успешно преодолевались в основном усилиями редак тора Д.С. Зеленецкого.

Подготовка подраздела «Гравиметрия и гравиразведка» вызвала наиболее серьезные проблемы: приемлемый вариант был составлен только после об ращения к сотрудникам Института физики Земли РАН, тогда как усилия со трудников петербургских и московских организаций Минприроды России оказались безуспешными;

это говорит о том, что гравиметрическое направ ление в системе геологической службы страны переживает не лучшие време на.

Работы в области геотермии лет двадцать назад успешно развивались во ВСЕГЕИ под руководством А.А. Смыслова. Ныне пальма первенства при надлежит Москве, лидер этого направления А.О. Глико. Палеомагнетизм – одно из научных достижений нашей страны. Лидером этого направления ос тается А.Н. Храмов;

ему принадлежат тексты описаний всех палеомагнитных терминов;

жаль лишь, что часть терминов этого направления перешла из раз дела «Геофизика» в раздел «Стратиграфия».

Объединяя направления «Каротаж», «Промысловая геофизика» и «Под земная геофизика» в геофизику подземного пространства, можно отметить определенные успехи коллективов, возглавляемых проф. А.А. Молчановым (СПб Горный институт) и доц. А.К. Сараевым (СПб Госуниверситет). Под раздел «Геоэлектрохимия» – гордость ленинградской геофизической школы;

мировое лидерство школы Ю.С. Рысса не вызывает сомнения. Небольшой, но очень существенный подраздел, условно называемый «Комплексирование методов», содержит определения таких важных для геофизики и прежде все го для разведочной геофизики основополагающих понятий как «Аномалия геофизическая», «Геолого-геофизический горизонт», «Геофизические про гнозно-поисковые критерии», «Физико-геологическая модель» и ряд других.

Самый малый подраздел, но, быть может, самый актуальный на сегодняшний день – это экологическая геофизика, которая несомненно будет востребована в ближайшие годы.

По представленным в 3-ем издании «Геологического словаря» описаниям геофизических терминов можно составить представление об истории разви тия геофизической науки. Что касается отечественных ученых, то упомянуто 62 имени, начиная от М.В. Ломоносова и Л. Эйлера, кончая нашими совре менниками. Число упоминаемых зарубежных ученых достигает 102, начиная от времен античности (Гиппарх Никейский и Плиний Младший), включая корифеев мировой науки, таких как Г. Галилей и И. Ньютон, и завершаясь опять-таки именами наших современников.

Возвращаясь к общему построению 3-го издания «Геологического слова ря» следует признать, что предложенное разделение описываемых терминов на пять категорий оказалось трудноосуществимым [8]. Предполагалось, что к первой категории будут отнесены термины широкого значения, например, названия наук;

ко второй – составные звенья терминов первой категории;

к третьей – термины, требующие определения и пояснений;

к четвертой – тер мины, требующие лишь определения;

к пятой – термины малоупотребитель ные. Соответственно, были указаны размеры описаний для каждой катего рии, в общем диапазоне от 3-4 страниц (в пересчете на машинописный текст) до 2-3 строчек. Такое разделение представлялось реализацией общего для словарей энциклопедического типа принципа пропорциональности размера описания значению термина. Но строго соблюсти эту иерархию оказалось невозможно. Даже теперь, имея окончательный текст, трудно разделить тер мины на исходно предполагавшиеся категории. Можно достаточно четко вы делить лишь термины первой категории – с объемом описания более одной страницы машинописного текста. Алфавитный список терминов первой кате гории по разделу «Геофизика» с указанием авторов представлен в Табл. 3.

Следует самокритично упомянуть и о других недостатках описываемого издания;

к их числу относятся отсутствие рисунков и отсутствие ссылок на литературу.

В качестве общего вывода можно констатировать. В 3-ем издании «Геоло гического словаря» представлена терминологическая база современной гео физики, охватывающая с достаточно полнотой все разделы этого направле ния наук о Земле, включая не существовавшие во 2-ом издании подразделы «Вычислительная геофизика», «Геоэлектрохимия» и «Экологическая геофи зика». Расширена и осовременена терминология наиболее крупных подразде лов «Физика Земли» и «Сейсморазведка». Учтены результаты научных дос тижений конца XX – начала XXI вв. Устранен целый ряд неточностей, со державшихся во 2-ом издании «Геологического словаря».

Выполненная работа может иметь, по крайней мере, три варианта про должения. Первый, наиболее простой – выпустить раздел «Геофизика» в виде отдельного однотомного издания объемом около 350 страниц;

конечно, при этом необходимо решить вопросы финансирования, авторских прав, изда тельской базы и т. п. Второй вариант – расширить терминологическую базу, сократив при этом объемы описаний, и выпустить толковый словарь по гео физике взамен устаревшего [9]. Наконец, на базе раздела «Геофизика» можно создать современное учебное пособие для вузов, готовящих кадры геофизи ков.

Таблица 3. Список терминов первой категории по разделу «Геофизика».

Термины Авторы Геомагнетизм В.С. Цирель, В.А. Шапиро Геотермия А.О. Глико, О.И. Парфенюк Геоэлектрохимия В.А. Комаров Геофизика А.В. Козенко Гравиметрия В.М. Гордин, С.А. Тихоцкий Гравиразведка В.М. Гордин Землетрясение Л.Б. Славина Земля А.В. Козенко Каротаж А.К. Сараев Палеомагнетизм А.Н. Храмов Промысловая геофизика А.А. Молчанов Разведочная геофизика А.К. Сараев Сейсмология В.И. Уломов Сейсморазведка Н.А. Караев Физика Земли А.В. Козенко Электроразведка М.Н. Унгерман Ядерная геофизика И.М. Хайкович, Д.А. Амосов 1. Цирель В.С. Геофизика в 3-м издании «Геологического словаря» (информационное сообще ние) // Геофизический журнал. – Киев: Национальная Академия наук Украины;

Институт геофизики, 2006. Т. 28, № 5. С. 196199.

2. Петров О.В., Масайтис В.Л., Неженский И.А., Ковалевская Е.О. О Геологическом словаре третьего издания // Региональная геология и металлогения. СПб: изд-во ВСЕГЕИ, 2010.

№ 42. С. 510.

3. Козловский Е.А. Первая «Российская геологическая энциклопедия» // Разведка и охрана недр.

2010. № 8. С. 5759.

4. Методические указания для авторов и редакторов Геологического словаря. СПб: изд-во ВСЕГЕИ, 2001. 22 с.

5. Цирель В.С. Принципы и структура построения 3-его издания Геологического словаря // Па леомагнетизм и магнетизм горных пород: теория, практика, эксперимент. Материалы семи нара. Борок. 1922 октября 2002 г. М.: ГЕОС, 2002. С. 9597.

6. Англо-русский энциклопедический словарь по геофизике / Федеральное агентство по недро пользованию;

отв. ред. В.А. Ерхов. М.: изд-во ООО «Агентство ЭМП», ЗАО «Геодар», 2009. 940 с.

7. Цирель В.С., Шапиро В.А.Терминологические основы геомагнетизма и магниторазведки (по материалам подготовки 3-го издания «Геологического словаря») // Матер. Междунар. сем.

«Палеомагнетизм и магнетизм горных пород» (Казань, 2004). Казань: изд-во Казан. ун-та, 2004. С. 113117.

8. Цирель В.С., Лавникова Е.В. Реализация принципов построения 3-его издания Геологического словаря на примере геофизического раздела // Палеомагнетизм и магнетизм горных пород:

теория, практика, эксперимент. Материалы семинара. Борок. 1114 октября 2003 г. М.:

ГЕОС, 2003. С. 8890.

9. Словарь терминов разведочной геофизики / В.Н. Боганик [и др.];

Под ред. А.И. Богданова.

М.: Недра, 1989. 183 с.

ТЕМПЕРАТУРА ФЕРРОМАГНИТНОГО УПОРЯДОЧЕНИЯ И ПРОСТРАНСТВЕННОЕ РАСПРЕДЕЛЕНИЕ СПОНТАННОЙ НАМАГНИЧЕННОСТИ В ФЕРРОМАГНИТНЫХ НАНОЧАСТИЦАХ В.П. Щербаков, Н.К. Сычева ГО «Борок» ИФЗ РАН, пос. Борок, Ярославская обл.

За последние два десятилетия в науке существенно возрос интерес к на норазмерным объектам вследствие уникальности их физических свойств, от личных от свойств макровещества. Под нанообъектом понимают объект, ли нейный размер которого хотя бы в одном направлении составляет порядка 1 100 нм. В данной работе проведено изучение зависимости температуры фер ромагнитного упорядочения и пространственного распределения спонтанной намагниченности в ферромагнитных наночастицах на основе теории Гинз бурга-Ландау.

В рамках теории Гинзбурга-Ландау плотность свободной энергии ферро магнетика вблизи температуры Кюри можно написать в виде [1]:

A at b grad 2 m m 2 m 4 E an (m ), F (r, t ) (1) 2 2 где m(t) нормированный вектор спонтанной намагниченности, m(1) = 1, A – обменная константа, Ean(m) – магнитокристаллическая анизотропия, a и b – коэффициенты, t = (Tc – T)/Tc – приведенная температура, определяющая дис танцию от температуры Кюри Tc. В направлении вектора m изменение по объему незначительно, поэтому (1) можно разбить на два уравнения:

at 2 b FLandau m m, (2a) 2 A grad 2 m E an (m ).

Fdw (2b) Уравнение (2а) представляет собой выражение для свободной энергии из хорошо известной теории Ландау фазовых переходов второго рода. В резуль тате минимизация FLandau получаем классическое выражение для намагничен ности объемного материала at m 0 (t ). (3) b Уравнение (2b) обычно используется при анализе структур доменных сте нок (ДС). Как следует из (2b), пространственное изменение m имеет место на характерном расстоянии d dw A / K (ширина ДС). Булаевский и Гинзбург первые заметили, что вблизи Tc иерархия членов уравнения (1) может от [2] личаться от того, что отражается в уравнениях 2a и 2b, если энергия магни токристаллической анизотропии Ean падает медленнее, чем FLandau для T Tc.

Они показали, что в этом случае структура ДС может отличаться от структу ры стенки Блоха. В частности, для так называемого линейного решения от сутствует вращение m в ДС, но вместо этого абсолютное изменение величи ны m достигает нуля в середине ДС, где направление вектора m изменяется на противоположное.

Плоские объекты Пространственные изменения ве личины m могут быть значимыми и в случае, когда расстояние в направле нии изменения вектора m ничтожно мало, к примеру, когда рассматрива ется очень тонкая магнитная пленка или наночастица. Поверхностные ио ны в этом случае имеют только поло вину межатомных взаимодействий в сравнении с ионами, расположенны ми внутри зерна. Исходя из этого, при повышении температуры вели чина намагниченности в поверхност ных слоях может быть существенно ниже в сравнении с величиной на магниченности объемного материала, Рис. 1.

которая в центре зерна может быть близка к m0.

Рассмотрим изолированную тонкую ферромагнитную пленку (Рис. 1), раз мер которой меньше ширины ДС. Т.к. ДС содержит обычно около 100 слоев, это требование означает, что L 50 слоев. Очевидно, что по причине симмет рии достаточно рассмотреть только интервал x (0, L). Уравнение Эйлера в случае тонкой ФМ пленки имеет вид:

d 2u u u3 0, (4) dy где u m / m 0, поэтому интервал изменения u для любой температуры [0,1], A и x = y, где – интервал корреляции Для отдельной тонкой [3].

2at пленки граничные условия выбраны таким образом, что в центре пленки на магниченность имеет максимальное значение du du u 0,. (5) dy yY dy y 2at a0 / Здесь – обратная длина корреляции, Aa Y L / a 0 N есть координаты граничного слоя, a0 – параметр решет ки. Проинтегрируем (1), перемножив на du/dy. Как результат, мы получим потенциал du 2 ) u2 u4 C, E( (6) dy где C – постоянная интегрирования. Принимая во внимание граничные усло вия (5), мы найдем C 2, (7) 4 2 2 (1 ), (8) 2 где = u(0), = u(Y). Решение уравнения (6) есть ~ du y (u ) ~ 4 ~2 u u u 2 ) F [arcsin( u / ), {K ( ]}. (9 ) 2 2 Здесь K (k ), F (, k ), есть полный и неполный эллиптические интегралы рода, соответственно. Из (8), (5) и (9) мы найдем следующую зависимость между числом слоев N, величиной намагниченности в центре и величиной намагниченности на границе:

1 2 1 2 2 ( 2 1) 2 4 ], (10) ]}. (11) N {K ( ) F [arcsin, 2 2 Чтобы рассчитать температуру перехода t0, заметим, что для точки пере хода 0. Тогда из (10) мы имеем, и уравнение (9) приводится к виду:

N arcctg. (12) В дальнейших расчетах будем использовать обычные приближения a = kTc, A kT c a 0, тогда 2t, и из (12) для t 1 мы найдем N t или. Кривая, соответствующая этому упрощению (Рис. 2, 8( N 1) сплошная линия), находится в хорошем согласии с рассчитанной по уравнению (12) (Рис. 2, пунктирная линия). Как видно из Рис. 2 с уменьшением числа атомных слоев в нанопленке с 30 до3, увеличивается дистанция до температуры Кюри с 1 до 30% (т.е. наблюдается существенное уменьшение температуры пере хода).

Рис. 2. Приведенная температу ра t0 в зависимости от нормали зованной ширины ламели (или пленки) 2N = 2L/a0.

Из Рис. 3, 4 видно, что намагниченность на границе существенно ниже, чем в центре пленки, поскольку поверхностные ионы имеют только половину межатомных взаимодействий по сравнению с ионами в центре.

Рис. 3. зависимость величины спонтанной намагниченности m = u(y)m0 от числа слоев для N = (9 слоев в целом). Для намагни ченности объемного материала m0 была учтена модель Изинга, когда a = 2(Tc – T), b = (2/3)Tc [4], т.е.

m0 a/b 3 ( Tc T ) / Tc.

Рис. 4. Cпонтанная намагничен ность в объемном материале, в центре u(0)m0(t) и на поверхно сти u(Y)m0(t) для N = 4 в зависи мости от приведенной темпера туры t.

Сферические наночастицы Для сферы зависимость приведенной температуры перехода от числа сло ев получена численным решением уравнения d 2 u 2 du u u3 0.

(13) y dy dy Температура перехода для сферической частицы 2 ( N 1) t0, (14) 2N зависимость числа слоев от температуры N 2t tan N 2t, (15) N R где N = – число концентрических слоев (с центром r = 0), R – радиус сфе a ры.

Зависимость t0 от приведенного диаметра 2N, рассчитанная из (14) и (15), показана на Рис. 5.

Рис. 5. Зависимость приведен ной температуры t0 точки пере хода от приведенного диаметра 2N. Верхняя кривая представля ет точное численное решение (15), приближенное решение (14) представляет нижняя кри вая.

Как и предполагалось, в этом случае фаза перехода начинается при значи тельно более низких температурах в сравнении со случаем пленки толщиной 2N слоев, диапазон точек Кюри в трехмерном случае (сфера) примерно в раза меньше, чем для одномерного объекта (пленка). Объяснение этого оче видно – относительная доля поверхностных атомов для сферы существенно выше, чем для пленки.

Кубические наночастицы На основе теории среднего поля проведены численные расчеты величины спонтанной намагниченности в кубических наночастицах для всего темпера турного интервала. Согласно теории среднего поля намагниченность спинов определяется уравнением Гамильтона для взаимодействующих магнитных J ij S i S j, где Jij ионов в классическом приближении Гейзенберга 2 i j – обменный интеграл, Si, S j - спины атомов i, j. Пусть S i – усредненный по времени спин Si. Приближение среднего поля означает, что мы пренебре гаем временнй связью между спинами, тогда для статистической суммы можно записать (суммирование должно вестись по всем возможным конфи гурациям):

J m J i, j S j Si S j i, j Si N i j j ) Z exp( exp, (16) 2kT kT i 1 m Si i откуда выражение для свободной энергии m J i, j S j Si N 1 j F kT ln Z J i, j Si S j kT ln( exp ) 2 i j i 1 m Si i kT (17) sh{( 2 Si 1) J i, j S j / 2kT } 1 j J S S j kT ln.

i, j,i j i, j i i j 2 sh{ J i, j S j / 2kT } j Усредненные спины ионов могут быть найдены из условия минимума сво бодной энергии. Тогда мы получим следующий ряд уравнений J i, j S j F J i, j { Si ( 2 Si 1) cth[( 2 Si 1) ] i,i j j kT Sj (18) J i, j S j cth ( )} 0, j kT или 2Si 1 Si cth[(2Si 1) J i, j S j / 2kT ] cth( J i, j S j / 2kT )}. (19) j j 2 Используя определение функции Бриллюена 2S 1 2S 1 x B( x) cth ( x) cth ( ) и введя нормированный сред 2S 2S 2S 2S ний спин i S i / S, мы получим отсюда i B S ( x i ), где i J i, j i S i xi.

kT j Для ферромагнетика при учете взаимодействия только ближайших соседних ионов и в приближении молекулярного поля температура Кюри и обменный 3kTc J интеграл связаны соотношением, в результате мы получаем 2 zS ( S 1) систему нелинейных уравнений 2S 1 3 S Tc 2S i i cth 2S 2 z S 1 T i 2S (20) 1 3 S Tc i, cth i 2S 2S 2 z S 1 T которые можно решить только численными методами. Численные расчеты проведены для случаев простой (ПКР), объемноцентрированной (ОЦК) и гранецентрированной (ГЦК) кубических решеток.

Рис. 6. Приведенная температу ра t’0= Tc/T в зависимости от размера частицы (числа слоев 2N) для разных типов кубиче ских решеток (ПКР, ОЦК, ГЦК).

Рис. 7. Зависимость спонтанной намагниченности от температу ры для ОЦК решетки (число слоев 17): 1 – вершина частицы, 2 – в центре частицы, 3 – сум марная намагниченность.

По результатам численных расчетов для объемно-центрированной куби ческой решетки дистанция от температуры Кюри при равном числе слоев в три раза больше, чем для одномерного случая (Рис. 6). Для типов решеток ГЦК и ПКР по сравнению со случаем ОЦК дистанция от температуры Кюри меньше, поскольку для ОЦК решетки доля оборванных обменных связей для поверхностных ионов гораздо выше, чем для ПКР и ГЦК решеток. Как и для одномерного случая, намагниченность на границе существенно ниже, чем в центре частицы (Рис. 7).

Выводы Результаты аналитических расчетов для нанопленок и численных расчетов для сферических и кубических наночастиц показали значительное умень шение температуры Кюри (до 200°С для зерен размером до 1 нм).

При повышении температуры величина намагниченности на поверхности зерна существенно ниже по сравнению с намагниченностью объемного ма териала m0, в то время как намагниченность в центре зерна может быть близка к m0.

Работа выполнена при поддержке гранта РФФИ № 09-05-00878.

1. Ландау Л.Д., Лифшиц Е.М. Теоретическая физика: Учеб. пособ.: Для вузов. В 10 т. Т. VIII.

Электродинамика сплошных сред. – 4-е изд., стереот.- М.: ФИЗМАТЛИТ, 2001.- 656с.

2. Булаевский Л.Н., Гинзбург В.Л. О температурной зависимости формы переходного слоя меж ду доменами в ферромагнетиках и сегнетоэлектриках. ЖЭТФ. 1963. Т. 45. Вып. 3(9). С. 772 779.

3. Wang R.W., Mils D.L. Onset of long-range order in superlattices: Mean-field theory. Phys. Rev. B.


1992. V. 46. N 18. P. 11681-11687.

4. Nishimory H. Statistical Physics of Spin Glasses and Information Processing : An Introduction, Ox ford Univ. Press (Oxford, 2001).

ПАЛЕОНАПРЯЖЁННОСТЬ ГЕОМАГНИТНОГО ПОЛЯ В МЕЛУ (ПО МЕЛОВЫМ ПОРОДАМ МОНГОЛИИ) В.В. Щербакова1, Д.В. Коваленко2, В.П. Щербаков1, Г.В. Жидков1 (grigor@borok.yar.ru) ГО «Борок» ИФЗ РАН, пос. Борок, Ярославская обл.;

ИГЕМ РАН, Москва Введение В связи с существованием суперхронов в современных моделях геодинамо и компиляциях данных по палеонапряжённости часто обсуждается возможность существования корреляции между величиной палеонапряжён ности Ндр и частотой инверсий. Однако, недостаточно высокая плотность и особенно большой разброс имеющихся на сегодняшний день определений VDM не дают возможности однозначно установить эту корреляцию [1].

Очевидно, что получение новых достоверных значений Ндр и соответст вующих им VDM, подкреплённых абсолютными определениями возраста и исследованием палеонаправлений, остаётся крайне актуальной задачей.

В данной работе представлены результаты определения палеонапряжён ности образцов, отобранных из раннемеловых вулканогенных толщ Южно Хангайской вулканической области Центрально-Азиатской внутриплитной вулканической провинции на территории Монголии в районе Гобийского Алтая на хребте Арц-Богд. Были опробованы 2 разреза – М1 и М2 [2], их воз раст, согласно радиометрическим (K-Ar) определениям, 134-125 млн. лет.

Разрезы сложены многочисленными базальтовыми потоками, чередующими ся с единичными кремнистыми слоями. Из каждого потока и кремнистого слоя было отобрано по одному палеомагнитному образцу. Другая группа об разцов отобрана из нескольких магматических экструзий, распространённых на довольно большой территории. Были опробованы шесть экструзий база нитов, четыре горизонтально залегающих лавовых потока базанитов и чере дующиеся с ними в разрезе мергели. Из каждой экструзии и лавового потока отбиралось от двух до четырех образцов. В мергелях было опробовано 2 сай та (7 образцов). Все экструзии характеризуются близким составом и, по видимому, формировались в близкое время. Их возраст оценивается в млн. лет (K-Ar) [3].

Палеонаправления Каждый образец подвергался термочистке в печи, защищенной пермаллоевыми экранами, позволяющими компенсировать маг нитное поле Земли до 10-15 нТл в интервале температур 20-680С. Для большинства кубиков проводилось 12-16 нагревов. Измерение величины и направления остаточной намагниченности образцов проводилось на магни тометре JR-4. По данным термочистки для каждого кубика строились диа граммы Зийдервельда [4], проводился компонентный анализ намагниченно сти [5] и анализ распределения выделенных компонент естественной оста точной намагниченности на сфере [6].

Направления выделенных компонент намагниченности образцов анализи ровались на сфере в современной (ССК) и древней (ДСК) системах коорди нат для каждого тектонического блока отдельно, а также совместно по всем опробованным блокам из каждого разреза исследованных комплексов пород [6].

Компонентный состав вектора NRM у исследованных образцов достаточ но простой. На диаграммах Зийдервельда прослеживается вторичная низко температурная компонента. У основной массы образцов она разрушается на гревами до (150-200) С и у отдельных образцов – нагревами до 430С. Ха рактеристическая (ChRM) компонента NRM, по которой проводилось опре деление палеонаправлений, вполне уверенно выделяется, начиная от темпе ратур (200-250)С, и сохраняет свое направление до (620-660)С, т.е. до пол ного разрушения NRM образцов. ChRM компоненты формируют отчетливые группы как в пределах отдельных экструзий (за исключением одной), лаво вых потоков базанитов и одном сайте осадков, так и по всем опробованным телам.

В Табл. 1 приведены полученные нами основные палеомагнитные характе ристики изученных коллекций образцов. Применить тест складки не пред ставляется возможным, так как породы хребта Арц-Богд практически не де формированы. Но в работе Ван Хинсбергена [7], в которой были исследованы эти же толщи на более обширной территории, первичность высокотемпера турных компонент намагниченности была надежно обоснована тестами об ращения и складки. Сравнение полученных новых данных с уже известными по литературе показывает, что определённые нами палеомагнитные полюса совпадают с одновозрастными полюсами для Евразии [2;

3].

Таблица 1. Палеомагнитные характеристики изученных коллекций Геологические блоки и N Dс,° Ic,° Kc,° c,° Dд,° Iд,° Kд,° д,° компоненты намагни ченности Районы Гобийского Алтая Внутриплитный магматический комплекс, возраст 110 млн. лет Среднее по всем телам 12 6 68 24 8,0 6 68 24 8, Внутриплитный магматический комплекс, возраст 134-125 млн. лет М1 базальты 13 20 67 17 9,7 23 71 16 9, М1 базальты и кремни 19 21 64 17 8,0 24 64 17 8, М2 базальты 17 1 64 19 8,0 359 68 19 8, Примечания: N – число векторов, участвующих в расчетах;

D – склонение намагниченности;

I – наклонение намагниченности;

K – кучность;

– угол доверия. Буквы с и д обозначают совре менную (ССК) и древнюю (ДСК) системы координат, соответственно.

Магнитная минералогия Идентификация магнитных минералов в об разцах была выполнена, главным образом, путём анализа термокривых Мsi(T), записанных при нагревах до последовательно возрастающих темпера тур Ti = {200, 300, 400, 500, 600, 700}С во внешнем магнитном поле 450 мТл.

В целом, образцы разбиваются на две группы. Первая группа включает в себя большую часть образцов (~65%), использованных для оценки Ндр, и пред ставлена практически стабильными к нагреву ферримагнетиками магнетит маггемитового ряда. Образцы такого рода являются идеальными для экспе риментов по методике Телье, позволяя использовать диаграммы Араи-Нагата практически по всей температурной области, вплоть до Тс, за возможным ис ключением низкотемпературной части Т 200С, где может быть приобрете на вторичная вязкая намагниченность.

Образцы второй группы проявляют высокую стабильность к нагревам только до температур (350-400)С, но при нагревах до более высоких темпе ратур в них обнаруживаются значительные изменения. Поэтому, при анализе результатов экспериментов Телье по образцам второй группы, испытавшим процессы однофазного и/или гетерофазного окислений, необходимо было со блюдать осторожность, помня, что область температур, где образцы остаются стабильными к нагревам, ограничена сверху приблизительно температурой (400-450)°С. Исходя из этих соображений, определения палеонапряжённости по этим образцам проводилось в относительно низкотемпературном интерва ле от (20-200)С до (350-500)С, исходя из конкретной оценки по каждому образцу степени химических изменений при лабораторных нагревах. Высо котемпературный интервал, который с большой вероятностью мог быть за тронут процессами окисления, опускался из рассмотрения.

При оценке доменной структуры по характеристическим параметрам Мrs/Мs, Hcr/Hc исходят из того, что их значения для магнетита существенно различаются у однодоменных (ОД) и многодоменных (МД) зерен: у ОД – Мrs/Мs 0,5;

Hcr/Hc 1 и у МД: Мrs/Мs 0,05;

Hcr/Hc 4. Параметры промежу точных значений характеризуют псевдооднодоменные (ПОД) зерна. Для об разцов, по которым были выполнены определения Ндр, соответствующие ве личины меняются в следующих пределах: для коллекции 110 млн. лет 1, Hcr/Hc 2,38;

0,1 Мrs/Мs 0,49;

и для коллекции 134-125 млн. лет 1, Hcr/Hc 3;

0,28 Мrs/Мs 0,48. Такие значения характеристических пара метров говорят в пользу того, что ферримагнитные зёрна отобранных образ цов по своему размеру являются однодоменными или малыми псвевдоодно доменными. Заметим, что это обстоятельство повышает надёжность полу чаемых оценок Hдр.

Определение палеонапряжённости Все образцы полученных коллекций участвовали в экспериментах по определению Ндр. Основным методом опре деления палеонапряжённости была процедура Телье-Коэ [8] с применением проверочных измерений pTRM (процедура «pTRM-check»). В целом, каждый эксперимент Телье включал в себя (1520) температурных шагов-нагревов и (58) «pTRM-check». После каждых двух нагревов измерялась магнитная восприимчивость.

По результатам измерений процедуры Телье строились диаграммы Араи Нагата и Зийдервельда (в координатах образца). Последнее обстоятельство помогало при последующем анализе правильно выбирать температурный ин тервал (T1,T2) для оценки величины Ндр и проводить селекцию данных.

В дополнение к процедуре Телье, для экспресс-оценки величины Ндр ис пользовался также метод Вилсона-Буракова [9], по которому оценивается по добие двух термокривых – NRM(T) и TRM(T), получаемых при двух последо вательных нагревах образца до температуры Кюри Тс. Чтобы легче сравни вать кривые между собой, файл значений TRM(T) умножается на подобран ный коэффициент к* так, чтобы новая кривая TRM*(T) была максимально близка к NRM(T) (если это возможно). Сам факт подобия кривых NRM(T) и TRM*(T) служит существенным доводом в пользу того, что NRM является термоостаточной по своей природе. Кроме того, если выделяется темпера турный интервал (Т1*,Т2*), (Т1*Т2*), где обе кривые совпадают, то по нему делается экспресс-оценка величины поля: Н*др = к*Нлаб. Близость значения Ндр, полученного для этого образца по методу Телье, с Н*др повышает досто верность определений величины палеонапряжённости.

Результаты Удовлетворительные по качеству и статистике определения Ндр получены на породах 7 штуфов (из 23) коллекции возрастом 110 млн. лет и 25 штуфов (из 52) возрастом 130 млн. лет. У основной массы образцов не происходит заметных химических изменений вплоть до (560-580) С – в ши роком температурном интервале положение «pTRM-check» точек очень близ ко к точкам первичных pTRM, что говорит в пользу надежности определений Ндр по этим образцам.

Обсуждение результатов Полученные значения Hдр по каждому из объектов М1 и М2 распадаются на две группы. В одной группе они меняются в пределах (29-51) мкТл, что меньше или порядка современного поля, в другой – в пределах (63–129) мкТл, что заметно выше современного поля.


Осреднённые значения палеонаклонения Iдр у объектов М1 и М2 несколько различаются, будучи равными 71 и 68, соответственно (Табл. 1). Поэтому для расчёта VDM сначала были посчитаны средние значения Hдр по каждой группе отдельно по коллекциям М1 и М2, а после этого для каждой группы были рассчитаны средние VDM по известной формуле VDM (1 / 2) H др r 3 1 3 sin 2 I др 107 (Am2) (1) Здесь r – радиус Земли.

Сводка полученных нами определений Hдр и VDM представлена в Табл. 2.

Для коллекции возраста 110 млн. лет, находящейся внутри суперхрона, сред нее значение VDM получилось близким по величине современному значе нию. Для коллекций возрастом (134-125) млн. лет, по времени предваряющей появление суперхрона, получены четыре значения, – как ниже, так и выше современной величины VDM. Как отмечалось выше, разрезы М1 и М2 сло жены многочисленными базальтовыми потоками, чередующимися с единич ными кремнистыми слоями, так что разница в возрасте потоков, принадле жащих разрезам М1 и М2, может быть значительной даже по геологическим масштабам времени. Соответственно, отмеченная разница в средних величи нах VDM для разрезов М1 и М2 легко объяснима вариациями геомагнитного поля в период 134-125 млн. лет.

Таблица 2. Сводка полученных средних значений палеонапряжённости Ндр, палеонаклонения Iдр, VDM и стандартных отклонений (Hдр) и (VDM). N/n – число штуфов / число кубиков, ис пользованных при оценке Ндр.

Объект Возраст, N/n Hдр, Iдр,° VDM, (Hдр), (VDM), 1022Ам2 1022 Ам млн. лет мкТл мкТл Базальтовые тела 110 7 /14 50,1 9,3 68 7,7 1, M1-а 130 8 /12 35,6 6,6 71 5,3 0, M2-а 130 3/4 41,7 8,9 68 6,4 1, M1-б 130 5 /14 114,2 12,9 71 17,0 1, M2-б 130 6 /8 85,8 13,6 68 13,2 2, На Рис. 1 показаны все значения VDM в мелу, представленные в мировой базе данных (МБД) и полученные по методу Телье. Наши новые определ определения отмечены на нём крестиками.

Рис. 1. Сводка определений VDM для мела (145 – 65,5 млн. лет), полученных только мет (145,5 ), мето дом Телье, – см. «Обсуждение результатов, вариант (а)». – данные этой работы;

– дан ные других работ по мелу из МБД «http://wwwbrk.adm.yar.ru/palmag/index.html».

Переходя к анализу поведения палеополя в мелу в целом, на основе д дан ных, представленных на текущий момент в МБД http:// wwwbrk.adm.yar.ru/palmag/index.html и включая полученные здесь данные по Монголии, нами были рассчитаны средние значения VDM в мелу, с выдел выделе нием суперхрона как особого отрезка времени. Последнее делало для тес делалось тирования гипотезы о существовании возможной корреляции между велич величи ной VDM и частотой инверсий. Действительно, поведение поля в мелу за пределами суперхрона характеризуется присутствием многочисленных и ин версий (частота инверсий 1,7 на один млн лет), в то время как в суперхроне млн.

они отсутствуют (или их очень мало). Поэтому сравнение средних величин VDM и их дисперсий по периодам, которые резко различаются между собой частотой инверсий, может дать доводы в пользу присутствия или отсутствия корреляции между поведением палеонапряжённости и частотой инверсий. С яции этой целью нами были рассчитаны средние VDM и их дисперсии по всему мелу (145,5-65,6 млн. лет), отдельно по суперхрону (121 83 млн. лет) и от (145 6 (121- дельно по периоду «мел, исключая суперхрон». В дополнение к этим расч дополнение расчё там, для сравнения был взят миоцен (23 -5,3 млн. лет), который характер (23,0- характери зуется высокой частотой инверсий 4,6 на один млн. лет, то есть в миоцене в среднем они происходили каждые 217 тыс. лет.

Расчёты делались в трёх вариантах:

а) учитывались значения VDM, полученные только методом Телье.

б) вариант(а) + требование внутренней сходимости результатов: в расчёт принимались лишь те определения VDM, для расчёта которых было использовано не меньше трёх образцов и ошибка определения VDM не превышала 15%.

в) вариант(б) + присутствие процедуры «check-points».

Результаты расчётов представлены в Табл. 3, где N обозначает число использованных определений, – дисперсия величин VDM. N(a), VDM(а), (а);

N(б), VDM(б), (б);

N(в), VDM(в), (в) относятся к расчётам, выполненным согласно вышеописанным пунктам а), б) и в). Численные значения VDM и дисперсии даны в единицах 1022Ам2.

Из Табл. 3 видно, что уже при анализе данных, полученных только мето дом Телье (третья колонка), просматривается определённая разница в сред них значениях VDM внутри суперхрона (где инверсий практически не было), и за его пределами в мелу и в миоцене (где инверсии были достаточно час тыми): в суперхроне величина VDM несколько выше. Но, поскольку эта раз ница лежит в пределах ошибок, то она статистически незначима, так что по результатам, полученным при такой выборке данных из МБД, нельзя делать определённые выводы. Однако разница в средних значениях VDM становит ся вполне значимой при более строгом отборе результатов, т.е. когда отби раются определения VDM согласно пунктам б) и особенно в).

Таблица 3. Расчёт средних значений VDM для разных временных периодов (по данным, представленным в МБД «http://wwwbrk.adm.yar.ru/palmag/index.html» и полученным данным по Монголии) с учётом разных критериев надёжности данных (см. «Обсуждение результатов»).

Период N(a) VDM(a), (a) N(б) VDM(б), (б) N(в) VDM(в), (в) 1022Ам2 1022Ам2 1022Ам Мел 352 5,5 ± 0,3 3,0 238 5,9 ± 0,4 3,3 182 6,3 ± 0,5 3, Суперхрон CNS 255 5,8 ± 0,4 3,1 169 6,2 ± 0,5 3,3 131 6,6 ± 0,6 3, Мел, исключая CNS 97 4,9 ± 0,6 2,9 69 4,9 ± 0,7 3,0 51 5,6 ± 0,9 3, Миоцен 251 5,3 ± 0,4 3,5 97 4,8 ± 0,4 2,2 72 5,0 ± 0,6 2, Таким образом, анализ доступных данных свидетельствует скорее в поль зу гипотезы о наличии обратной корреляции между величиной палеополя и частотой инверсий, нежели об её отсутствии. Эта тенденция становится более яркой при жёстком отборе данных, т.е. при анализе более надёжных с совре менной точки зрения определений VDM, что лишний раз указывает на важ ность получения таких определений.

Как следует из Табл. 3, одновременно с ростом средних значений заметно возрастает и дисперсия величин VDM, то есть прослеживается положитель ная корреляция между средним значением VDM и её дисперсией. Эта ситуа ция несколько необычна, поскольку, например, при нормальном распределе нии, которое часто используется в приложениях, прямая связь между сред ним значением величины и её дисперсией отсутствует. Отмеченное выше об стоятельство о прослеживаемой положительной корреляции между средними значениями VDM и дисперсией его величин ставит вопрос о том, что же на самом деле является первичным – рост средних значений или же рост дис персии.

Для решения этого вопроса полезно обратиться к гистограммам величин VDM для рассмотренных периодов (Рис. 2). Прежде всего, отметим, что на всех гистограммах наблюдается заметный «хвост» наблюдённых VDM в сто рону больших величин. При этом, как видно из сравнения гистограмм для CNS, «мела, исключая CNS» и миоцена, пики распределений VDM достаточ но близки, так что разница в распределениях состоит, в основном, в большем или меньшем разбросе данных в сторону больших значений VDM, которые и формируют дисперсию. Этот факт может быть интерпретирован так, что пер вичной является корреляция между величиной дисперсии VDM и частотой инверсий, а видимая корреляция между величиной VDM и частотой инвер сий отражает лишь рост числа высоких значений VDM в суперхроне.

а) б) в) Рис. 2. Гистограммы распределения значений VDM для трёх периодов: а) миоцена, б) мелового суперхрона CNS и в) мелового периода, исключая суперхрон CNS. Выборка данных из МБД «http://wwwbrk.adm.yar.ru/palmag/index.html» сделана согласно варианту «с».

Заключение Получены новые данные по палеонапряжённости, удовле творяющие современным требованиям надёжности, для меловых пород Мон голии (Табл. 2).

Результаты анализа показали, что в меловом суперхроне CNS, при отсут ствии инверсий, среднее значение VDM выше, чем в периоды, когда наблю даются частые инверсии, – в мелу за пределами суперхрона и в миоцене.

Имеется также значимая обратная корреляция между дисперсией величины VDM и частотой инверсий. Полученные результаты анализа свидетельствуют в пользу гипотезы о наличии обратной корреляции между средним значением VDM и/или дисперсией величин VDM и частотой инверсий.

Однако, следует оговориться, что возможна и другая интерпретация по лученных здесь статистических оценок, в связи с тем, что для миоцена и пе риода «мел, исключая суперхрон» имеется меньше данных, чем для CNS.

Вполне возможно, что по мере поступления новых определений, картина распредлениея VDM может измениться. Иначе говоря, при данном объёме существующего блока данных по VDM нельзя отвергать возможности того, что корреляция между величиной VDM и/ или её дисперсией и частотой ин версий есть просто артефакт.

Работа выполнена при поддержке гранта РФФИ № 09-05-00878.

1. Щербаков В.В., Сычева Н.К., Щербакова В.В. Эволюция величины магнитного момента Зем ли в геологическом прошлом // Геофизические исследования. 2008. Т.9. №2. С. 7– 2. Коваленко Д.В., Ярмолюк В.В., Соловьев А.В. Миграция центров вулканизма Южно- Хангай ской горячей точки по палеомагнитным данным //Геотектоника, 1997, N3, 66-73.

3. Коваленко Д.В. Палеомагнетизм позднепалеозойских, мезозойских и кайнозойских геологи ческих комплексов Монголии. Геология и геофизика. 2010. N4.

4. Zijderveld J.D.A. A.C. demagnetization of rocks: analysis of results // Methods in palaeomag-netism.

Ed. Collinson D.W., Creer K.M. Amsterdam, a. o., Elsevier Publ. Co., 1967, p.254-286.

5. Kirschvink J.L. The least-squares line and plane and the analysis of paleomagnetic data // Geophys.

J. R. As-tron. Soc., 1980, v.62, p.699-718.

6. Палеомагнитология / Храмов А.Н., Гончаров Г.И., Коммисарова Р.А. и др. Л.: Недра. 1982.

321 с.

7. Van Hinsbergen D., Straathof G.B., Kuiper K.F., Cunningham W.D., Wijbrans J. No vertical axis rotation during neogen transpressional orogeny in the NE Goby Altai: coinciding Mongolian and Eurasian early cretaceous apparent polar paths // Geophys. J. Int., 2008, N173, p.105-126.

8. Coe R.S. The determination of paleointensities of the Earth’s magnetic field with special emphasize on mechanisms which could cause nonideal behavior in Thelliers method // J. Geomagn. Geoelectr.

1967. V.19. PP.157 - 179.

9. Бураков К.С. Метод определения напряжённости геомагнитного поля по кривым термо размагничивания In и Irt // Материалы IX конференции по вопросам постоянного геомагнит но-го поля, магнетизму горных пород и палеомагнетизму. Баку. 1973. Ч.2 С.56-57.

ОПРЕДЕЛЕНИЕ ПАЛЕОНАПРЯЖЁННОСТИ ПО СИБИРСКИМ ТРАППАМ МАЙМЕЧА-КОТУЙСКОЙ ПРОВИНЦИИ В.В. Щербакова1, В.П. Щербаков1, Г.В. Жидков1 (grigor@borok.yar.ru), А.В. Латышев2 (anton.latyshev@gmail.com) ГО «Борок» ИФЗ РАН, пос. Борок, Ярославская обл.;

ИФЗ РАН, Москва Введение Сибирские траппы являются носителями богатейшей палео магнитной информации. Процесс их формирования происходил около млн. лет назад и связан с быстрым излиянием огромного количества вулка нического материала. При условии хорошей сохранности первичной естест венной остаточной намагниченности (ЕОН) этих изверженных пород, высо кая скорость формирования траппов создает предпосылки для получения развернутой записи поведения основных элементов геомагнитного поля (па леонаправлений и палеонапряжённости). Такого рода данные имеют принци пиальное значение для понимания эволюции геомагнитного поля и развития теории геодинамо. Но есть и другие причины для пристального изучения траппов.

Как известно, на границе перми и триаса произошло крупнейшее в исто рии нашей планеты массовое вымирание около 90 процентов живых существ, населявших к тому времени нашу планету [1]. Значительное число исследова телей [см. напр. 2] связывают это катастрофическое событие с происходившим практически в это же время формированием Сибирских траппов.

Но если бы пермо-триасовые вулканические породы Сибирской траппо вой провинции изливались равномерно, то, принимая во внимание имеющие ся оценки их объема (2-5млн км3) и длительности (~1 млн. лет), средняя ско рость их извержения должна была бы составлять 2-5 км3/год. Эта величина сопоставима (или даже в несколько раз меньше) с объемами базальтов, фор мирующихся ежегодно в современных срединно-океанических хребтах, а также установленных для известных исторических извержений [3;

4]. Другими словами, такая скорость излияния представляется совершенно недостаточ ной, чтобы вызвать катастрофические изменения климата и биосферы.

В настоящее время выдвинута гипотеза, что извержения траппов проис ходили пульсами, в течение относительно коротких промежутков времени.

Иначе говоря, огромные объёмы лавовой массы изливались внутри значи тельно более узких временных рамок, чем те, которые реально позволяют ус танавливать современные изотопные методы.

Магнитное поле в геологическом масштабе времени изменяется достаточ но быстро. По современным оценкам [5], изменение направления геомагнит ного поля происходит в среднем со скоростью 2 за столетие и больше. В рамках гипотезы пульсов принимаются оценки, что каждый вулканический пульс формировался в течение 300-400 лет или меньше, а каждый единичный поток отвечает временному интервалу меньше 10-100 лет [6]. Далее высказы вается предположение, что направления вектора ЕОН могут быть статисти чески неразличимыми у потоков, излившихся в течение одного пульса, и раз ными у потоков разных пульсов. Кроме того, ЕОН потоков из разных пуль сов может различаться и по своей величине.

Результаты последних исследований траппов Декана [7] как будто указы вают на справедливость этой гипотезы. Тогда изучение траппов палеомаг нитными методами даёт возможность оценить вековые вариации палеона правлений и палеонапряжённости – этих важнейших характеристик земного поля, исследовать их палеоширотную зависимость.

Описание объекта исследований Вплоть до последнего времени палео магнитные исследования сибирских траппов проводились, главным образом, в пределах Норильской трапповой провинции. Вторая основная область рас пространения пермо-триасовых траппов Сибири – Маймеча-Котуйская – ос тавалась мало изученной. Мощный Маймеча-Котуйский трапповый разрез расположен в Западном Прианабарье на северо-востоке Тунгусской синекли зы и сложен из многих десятков лавовых потоков. Разрез включает в себя че тыре свиты, довольно хорошо обнаженные в долинах рек Маймеча, Котуй и их притоков. Для этих свит имеются абсолютные определения возраста U-Pb методом по перовскиту для самой нижней и самой верхней частей разреза [8].

Согласно этим результатам, возраст и длительность накопления маймеча котуйских вулканических свит ограничены двумя датировками: 251,7±0,4 и 251,0±0,3 млн. лет.

В настоящее время запланировано и ведётся подробное изучение пород Маймеча-Котуйского траппового разреза. Силами сотрудников лаборатории Главного геомагнитного поля ИФЗ РАН и геологического факультета МГУ сделан подробный отбор коллекции пород Арыджангской и Онкучакской свит этого разреза. Выполнены подробные исследования магнитных свойств и палеомагнитных направлений ЕОН отобранных образцов. Полученные ре зультаты позволяют выделить несколько пульсов [9].

Часть коллекции (39 образцов из 10 потоков Онкучакской свиты) была передана в ГО «Борок» для определения палеонапряжённости Ндр. Ниже ко ротко излагаются результаты этих работ. Подробное описание комплекса экспериментов и обработки результатов, обычно выполняемого при этом в нашей лаборатории, дано в статье [10].

Описание эксперимента Штуфы распиливались на 1-см кубики, с кото рыми велась последующая работа. Для оценки температурной стабильности магнитных свойств пород и их температур Кюри TC записывались серии кри вых намагниченности насыщения Мsi(T) при нагревах до возрастающих тем ператур Ti = {200, 300, 400, 500, 600, 700}С, нагревы выполнялись во внеш нем магнитном поле 450 мТл на магнитных весах конструкции Виноградова Ю.К.

По термомагнитным свойствам изученные образцы распадаются на две группы. Большая часть из них (34 шт.) имеют низкие температуры Кюри – (350-400)С. При последовательных нагревах в области низких температур (100-150-200-300)С Ms этих образцов остаётся практически неизменной. Но при последующих нагревах – (350-400 и выше)С – в этих породах происхо дят явные химические изменения: по величине Мs сначала падает, потом рас тёт, что указывает на то, что появляются новые ферримагнетики с более вы сокой TC.

Типичные кривые Msi(T), диаграммы Араи-Нагата и Зийдервельда для этой группы образцов показаны на Рис. 1а, 1б, 1в (образец 179). Химические изменения, которые у этого образца прослеживаются по кривым Мsi(T), от ражаются и на диаграммах Араи-Нагата. Так, на Рис. 1б видно, что, после на грева образца до 360-380С и проверочного нагрева до 300С, полученная «check-point» 340С заметно сдвинулась влево от первичной точки. Это озна чает, что в интервале (340-380)С в породе произошли химические измене ния, в результате которых вновь созданная pTRM-check(340-Т0) по величине заметно меньше первичной pTRM(340-Т0).

Рис. 1. Термокривые Msi(T) (а, г), диаграммы Араи-Нагата (б, д), диаграммы Зийдервельда (в, е).

Поэтому при анализе результатов экспериментов Телье по образцам этой группы, испытавшим процессы однофазного и/или гетерофазного окислений, необходимо было соблюдать осторожность, помня, что область температур, где образцы остаются стабильными к нагревам, ограничена сверху темпера турой порядка 350-400°С. Исходя из этих соображений, определения палео напряжённости по этой группе пород проводилось в относительно низкотем пературном интервале: от (20-200)С до (350-400)С, исходя из конкретной оценки по каждому образцу степени химических изменений при лаборатор ных нагревах. Высокотемпературный интервал, который c большой вероят ностью мог быть затронут процессами окисления, опускался из рассмотре ния.

Пять образцов (№№ 199, 201, 202, 203, 205) потока 21-1 стоят особняком:

кривые Мsi(T) у них выпуклые по форме, мало меняются от нагрева к нагреву вплоть до 500С, Тс ~ 560-570С, т.е. близка к магнетитовой. Определения па леонапряжённости на этих образцах проводились в широком температурном интервале (200-500-520)С (Рис. 1г, 1д, 1е).

При комнатной температуре Т0 на всех образцах снимались петли гисте резиса индуктивной намагниченности М(H) и остаточной намагниченности насыщения Мrs(H), создававшихся во внешнем магнитном поле H ~0,45 Т.

После введения поправки на парамагнитную составляющую по петлям опре делялись магнитные параметры образцов – Мs, Мrs, коэрцитивная сила Hc и остаточная коэрцитивная сила Hcr. По ним рассчитывались характеристиче ские параметры Мrs/Мs, Hcr/Hc, которые позволяют оценить доменную струк туру зёрен – носителей остаточной намагниченности, и строилась диаграмма Дэя [11]: Мrs/Мs против Hcr/Hc.

Характеристические параметры Мrs/Мs, Hcr/Hc исследованных пород ме няются в пределах (0,11-0,47) и (1,4-2,68), соответственно, что указывает на смесь одно- и псевдооднодоменных размеров зёрен – носителей ЕОН.

Все 39 образцов полученной коллекции участвовали в экспериментах по определению Ндр по методу Телье-Коэ с выполнением процедуры провероч ных нагревов («check-points»). Для повышения статистики в опытах исполь зовались несколько кубиков, выпиленных из одного штуфа, данные по ним рассматривались как независимые. Нагревы проводились в маленькой печи и на трёхкомпонентном термомагнитометре, причём, в последнем случае, при выполнении процедуры «check-points» проводился ещё один нагрев до той же температуры в нулевом поле, что позволяло оценить величину «хвостов»

pTRM. Анализ показал, что данные для образцов одного номера с двух раз ных приборов близки по величине.



Pages:     | 1 |   ...   | 3 | 4 || 6 |
 





 
© 2013 www.libed.ru - «Бесплатная библиотека научно-практических конференций»

Материалы этого сайта размещены для ознакомления, все права принадлежат их авторам.
Если Вы не согласны с тем, что Ваш материал размещён на этом сайте, пожалуйста, напишите нам, мы в течении 1-2 рабочих дней удалим его.